UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA DEL SISTEMA GEOTERMAL TERMAS DE PUYEHUE – AGUAS CALIENTES, REGIÒN DE LOS LAGOS, CHILE MEMORIA PARA OPTAR AL TITULO DE GEÓLOGO RICARDO ANDRÉS CELIS ABARZÚA PROFESOR GUÍA: MARTIN REICH MORALES MIEMBROS DE LA COMISIÓN DIEGO MORATA CÉSPEDES MOHAMMAD AYAZ ALAM SANTIAGO DE CHILE MAYO 2012
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CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA DEL SISTEMA GEOTERMAL …
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UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA
CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA DEL
SISTEMA GEOTERMAL TERMAS DE
PUYEHUE – AGUAS CALIENTES, REGIÒN DE
LOS LAGOS, CHILE
MEMORIA PARA OPTAR AL TITULO DE GEÓLOGO
RICARDO ANDRÉS CELIS ABARZÚA
PROFESOR GUÍA:
MARTIN REICH MORALES
MIEMBROS DE LA COMISIÓN
DIEGO MORATA CÉSPEDES
MOHAMMAD AYAZ ALAM
SANTIAGO DE CHILE
MAYO 2012
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En el Parque Nacional Puyehue, ubicado entre los 72°10’W y 72°20’ W - 40°40’S y
40°50’S a 80 km al este de la ciudad de Osorno, inmerso dentro de la cordillera de los
Andes se encuentran distintas fuentes termales, las cuales se pueden correlacionar
dentro de un mismo sistema geotermal. En el valle que se forma por el río Chanleufu se
ubican 2 manifestaciones termales, Aguas Calientes y Termas de Puyehue, aguas de
composición Na-Cl-SO4. Más hacia al norte, 20km, se encuentra las termas de Pangal con
aguas de composición Na-Ca-Cl.
La principal fuente de calor asociado a este sistema se encuentra en el complejo
volcánico Casablanca-Antillanca (CVCA), el que presenta una orientación ENE-WSW.
Éste tuvo una gran actividad durante el Plio-Pleistoceno, dejando varias coladas de lava,
las cuales recubren el área de estudio. El CVCA esta asociado a la zona de falla Liquiñe-
Ofqui, las estructuras en subsuperficie del complejo favorecen la permeabilidad del
sistema para la recarga de aguas meteóricas y el flujo de los fluidos geotermales.
Las muestras recolectadas en este trabajo fueron caracterizadas geoquímicamente,
entregando como resultado que en general son aguas del tipo cloruradas con un pH
prácticamente neutro a levemente alcalino (pH 7 a 8.5) y una temperatura de descarga de
60° a 65°C en promedio. Las aguas analizadas se interpretaron como aguas maduras con
cierta tendencia a periféricas, las cuales han sufrido distintos niveles de dilución debido a
la interacción con aguas meteóricas provenientes de la infiltración de los ríos Chanleufu y
Golgol, ubicadas en la zona del outflow del sistema geotérmico único para todas las
muestras.
La temperatura de la fuente calórica se estima en el rango de 160° a 180°C como mínimo.
Estas temperaturas fueron estimadas a partir de distintos métodos geotermométricos,
tales como geotermómetros de cationes y de sílice, además de estudios de equilibrio
multimineral.
Los acuíferos del sistema se encuentran asociados a las distintas coladas de lava
presentes en la zona y la dirección de los fluidos se asocia al relieve previo a las coladas
y al actual, teniendo una dirección hacia el NW.
El presente trabajo pretende entregar un modelo conceptual del sistema geotermal de
Puyehue-Aguas Calientes y cómo aprovechar de mejor forma los recursos del sistema en
favor de la comunidad.
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Agradecimientos
Ahora que me encuentro al final de un hermoso viaje, preparándose para iniciar
uno nuevo, no queda nada más que mirar atrás y recordar a todas aquellas personas que
te han acompañado de una forma u otra y agradecerles haber hecho de este camino de
aprendizaje uno de las etapas de vida mas increíbles y hermosas.
Primero tengo que agradecerle a mi familia, en especial a mis viejos queridos, por
no dejarme decaer nunca, en siempre creer en mí y no dejar que bajara los brazos
cuando este largo camino se puso algo oscuro. A mis hermanos por siempre estar ahí
cuando los necesitara y hacerme reír y permitirme hacerlos reír con mis ideas
disparatadas. A mis tíos y primos por estar pendientes y darme el apoyo para seguir
adelante con todos mis proyectos.
También agradecer a GTN-LA, en especial a Ricardo Bascuñan y Kirsten
Thorwart, por asistirme en todo lo que conllevo esta trabajo y permitirme trabajar en un
sitio tan hermoso como el Parque Nacional Puyehue. Agradezco al CEGA por la
colaboración hecha para este trabajo, en especial a mis profesores guías Martin, Diego y
Ayaz, en ayudarme a encaminar el trabajo y guiarme para realizar un gran trabajo.
Por ultimo, pero no menos importante, a todos los amigos que he hecho en este
Tabla III-28. Datos geoquímicos de cationes y compuestos sin carga de las fuentes termales de Pangal tomados en
Junio.
Los resultados indican que esta agua está clasificada como sódica/cálcica-
clorurada, tal como se ve en el diagrama Piper (Figura III-10) para las muestras de Junio.
Comparando las muestras de Pangal con las de Aguas Calientes y Termas de Puyehue
resalta la diferencia en clasificación de las aguas, así como la cantidad de sólidos
disueltos, esto podría implicar que Pangal puede ser una escorrentía entre 2 sistemas
geotermales adyacentes como lo son Aguas Calientes-Puyehue con el sistema del cordón
Caulle.
El balance iónico (Tabla III-29) indica que las aguas medidas para esta zona se
encuentran en el rango mínimo indicado por Murray & Wade (1996).
Muestra Aniones Cationes Balance
PG1 52.27 48.42 -3.82%
PG2 5.08 5.03 -0.55%
Tabla III-29. Balance Iónico Pangal Junio.
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Figura III-10. Diagrama Piper Pangal Junio.
III.3.4. Sistema Aguas Calientes-Puyehue
III.3.4.1. Diagrama ternario de aniones mayores
Los distintos geotermómetros aplicados a aguas termales sólo son válidos para
rangos composicionales limitados. Por ejemplo los geotermómetros iónicos son aplicables
sólo para aguas con pH neutro y en donde el anión principal sea el Cl- (Giggenbach,
1988). Por esta razón, cualquier interpretación de las aguas termales será mejor si existe
una clasificación inicial (Giggenbach, 1991).
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Figura III-11. Diagrama Cl-SO4-HCO3
Una primera clasificación se realiza a través del diagrama de aniones mayores (Cl, HCO3
y SO4) propuesto por Giggenbach (1988). Esta clasificación permite interpretar los
procesos que ha sufrido el fluido geotermal (se excluyen las muestras AC3 y AC4 debido
a que son aguas de rio) en su ascenso y también de proveniencia de éstos. Las aguas
cloruradas neutras indican fluidos geotermales bien equilibrados, asociados a las zonas
del upflow del sistema, debido a que el ascenso rápido de los fluidos geotermales
permiten retener la composición química original de éste (Giggenbach, 1988). En su
avance por la zona del outflow estas se mezclan con aguas meteóricas subterráneas ricas
en bicarbonato desplazando los fluidos a la esquina del HCO3- en la denominada zona de
aguas periféricas del triángulo de clasificación de aniones (Figura III-11). Cuando las
aguas subterráneas, acuíferos colgados o aguas meteóricas someras absorben y
condensan los vapores y gases volcánicos, se generan aguas vapor calentadas, la
mezcla con H2S provoca que los fluidos se concentren mas en la esquina del SO4, debido
a la formación de iones de HSO4- por la oxidación del H2S (Chandrasekharam &
Bundschuh, 2008).
59
En la Figura III-11 se aprecia la clasificación para las aguas termales del sistema
geotermal Aguas Calientes – Termas de Puyehue para los 3 momentos de muestreo
(Febrero, Mayo y Junio). Se aprecia que los fluidos termales se clasifican como aguas
volcánicas en su mayoría (AC1, AC2, TP1 y TP2), mientras que el pozo de PG1 tiene un
carácter aun mas clorurado, que lo clasifica como agua madura. Por otro lado el pozo de
producción de la embotelladora (TP3) y la pequeña laguna en los alrededores de Pangal
(PG2) presentan una mayor cantidad de bicarbonatos, clasificando estas como aguas
periféricas, lo que puede ser interpretado como mezclas con aguas meteóricas.
III.3.4.2. Diagrama ternario Cl-Li-B
El Cl, Li y B son considerados conservativos dentro de un fluido geotermal. De
éstos el menos propenso a sufrir modificaciones por procesos secundarios es el Li, el cual
sirve como “trazador” para los procesos iniciales de disolución a profundidad y como una
referencia para evaluar el posible origen de otros dos elementos conservativos
importantes como lo son Cl y B (Giggenbach, 1991). Se propone la utilización del
diagrama ternario Cl-Li-B (Figura III-12) para dilucidar el origen el origen de las aguas
termales y la existencia de uno o más upflows (Giggenbach & Gouguel, 1989).
Figura III-12. Diagrama Ternario Elementos Conservativos
60
Como se ve en la Figura III-12 se puede apreciar que las aguas se concentran
hacia la esquina del Cl, con una cierta dispersión entre los resultados, probablemente
debido a mezclas con líquidos con una baja razón de B/Cl. Se puede concluir la existencia
de un upflow único para todo este sistema debido a que las muestras se concentran en
una zona.
III.3.4.3. Diagramas Schoeller
El diagrama de Schoeller se caracteriza por presentar escala logarítmica en cada
uno de los ejes. Es especialmente útil en la demostración de diferencias hidroquímicas
entre tipos de aguas en un mismo diagrama y su utilización en geotermia radica en el
hecho de que es posible apreciar mezclas de aguas meteóricas o subterráneas con aguas
termales ocupando los constituyentes principales de las aguas (Truesdell, 1991).
Asumiendo que el efecto de la mezcla es la dilución sin la precipitación de fases
minerales, las aguas que hayan pasado por diferentes proporciones de mezcla mostrarán
pendientes de líneas paralelas desplazadas verticalmente, mostrando diferentes
concentraciones de elementos pero iguales razones entre ellos (Truesdell, 1991)
Figura III-13. Diagrama Schoeller
61
En la Figura III-13 se aprecian tres grupos distintos: (a) las fuentes netamente
termales (AC1, AC2, TP1, TP2 y PG1); (b) las fuentes mezcladas (PG2 y TP3) y (c) las
fuentes frías (AC3 y AC4). A partir de esta diferenciación en el diagrama se ve que en las
aguas termales las pendientes son prácticamente similares entre si, exceptuando a PG1
que presenta otra signatura, lo que indica que existe una mezcla con aguas meteóricas a
distintas escalas o proporciones. Los elementos principales que se encuentran en las
aguas termales son Cl, Li, K, Na y SO4 mientras que en las aguas frías se puede ver una
mayor concentración de Mg, HCO3 y Ca.
La mezcla de aguas se ve en las signaturas de PG2 y TP3, mientras que en la
primera se puede ver que la mezcla ocurre con aguas mas parecidas a PG1 y en TP3 con
las aguas de Aguas Calientes (AC1 y AC2) y Termas de Puyehue (TP1 y TP2). La distinta
signatura de PG1 se puede deber a que PG1 puede tener una escorrentía con aguas
subterráneas cercanas al Cordón Caulle o al río Gol-Gol.
III.3.4.4. Diagramas de dispersión
La mezcla de dos aguas puede ser indicada en una gráfico donde se ploteen dos
elementos conservativos, uno respecto del otro, ya que éstos son comparativamente
inertes y no precipitan o reaccionan con minerales (Truesdell, 1991). La mezcla se
muestra por lo general como una línea recta desde el primer miembro al segundo. Los
miembros puros de la mezcla pueden no ser muestreados y no necesariamente tienen
que estar graficados. Los miembros que se alejan de la recta pueden indicar error
analítico o la existencia de un tercer miembro de mezcla. Elementos que en una
temperatura dada son conservativos, pueden ser reactivos en otra (la sílice reacciona
lento a bajas temperaturas y se mezcla con cloruros, puede precipitar a temperaturas
sobre los 200°C). La temperatura del agua (o mas bien dicho la entalpía) es conservativa
en la ausencia de ebullición y puede ser usada en gráficos de mezclas.
Si el miembro frío está muy diluido, entonces las razones de los iones de las aguas
termales más salinas serán preservadas en la mezcla. Esto también es cierto para
mezclas con aguas frías más concentradas si son bajas en ciertos componentes termales
específicos como Li, F o B. Incluso el Cl puede caer en este grupo si es que es mezclado
con aguas del tipo NaHCO3 – SO4, como suele ser el caso general.
En este trabajo se presenta un diagrama de dispersión con Cl como el elemento
conservativo del cual se verán las relaciones, debido a su baja reacción con procesos
secundarios y su alta movilidad en la fase acuosa.
En la Figura III-14 y Figura III-15 se encuentran los diagramas de dispersión,
donde se analiza para todas las muestras excepto PG1, que debido a su alto contenido de
Cl provoca una malinterpretación de los resultados. En estos diagramas se aprecia una
relación casi lineal para los terrenos realizados en febrero y mayo. Para el terreno
realizado en junio la relación es muy baja, por lo que se presume que no existe una
mezcla entre las aguas meteóricas y los fluidos termales. Éste resultado puede ser
62
explicado como consecuencia de la erupción del volcán Puyehue y los sismos asociados
a ésta, o también debido a la estación del año donde se realizo este terreno, que debido a
las capas de nieve los niveles de mezclas pueden ser menores.
Figura III-14. Diagrama de Dispersión Cl vs B
Figura III-15. Diagrama de Dispersión Cl vs Li
R² = 0.9492
R² = 0.942
R² = 0.8687
0
0.2
0.4
0.6
0.8
1
1.2
1.4
1.6
0 50 100 150 200
B [
mg/
l]
Cl [mg/l]
Cl vs B
Febrero
Mayo
Junio
R² = 0.9778
R² = 0.9934
R² = 0.1607
0.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0 50 100 150 200
Li [
mg/
l]
Cl [mg/l]
Cl vs Li
Febrero
Mayo
Junio
63
III.3.4.5. Discusión
Los resultados geoquímicos indican la existencia de una fuente de calor común para
todas las muestras analizadas en el presente trabajo (Figura III-12), eso no quiere decir
que todas formen parte de un mismo sistema. La distinción de PG1 por sobre las otras
muestras se debe a la notable diferencia en solidos disueltos (2500 ppm aprox) muy por
sobre del promedio de las muestras de Aguas Calientes y Termas de Puyehue, además
de presentar un distinto patrón de mezcla en los diagramas Schoeller (Figura III-13). PG1
es presumiblemente perteneciente a otro sistema geotermal (Sistema Cordón Caulle),
como también puede ser una vía de escape entre ambos sistemas o ser otro nivel de
acuífero del sistema Puyehue-Aguas Calientes.
Los resultados geoquímicos entre los terrenos pre-erupción y post-erupción no
presentan mayor diferencias entre ellos, a excepción de los diagramas de dispersión
(Figura III-14 y Figura III-15), donde la relación entre los elementos conservativos
analizados indican que los niveles de mezclas no son muy claros, esto podría indicar que
el Cordón Caulle tiene alguna incidencia en la química de las aguas, pero que debido a la
lejanía con esta posible fuente de calor todavía no son claras las diferencias geoquímicas,
las cuales podrían presentarse meses después de la erupción debido a la velocidad de
transporte de los solidos disueltos desde la fuente hasta la zona de muestreo (cerca de 20
km). Por otro lado, la erupción volcánica se encuentra asociada a movimientos telúricos,
los cuales podrían explicar esta anómala curva para la mezcla y su casi nula relación
lineal.
III.4. Geotermometría
Conocer la temperatura en subsuperficie es importante para cualquier exploración
geotérmica. Para ello se aplican geotermómetros que están basados a partir de
observaciones de las variaciones mineralógicas y químicas a lo largo de pozos
geotérmicos. Adicionalmente el desarrollo de experimentos de interacción agua-roca ha
permitido establecer las propiedades termodinámicas que gobiernan estos cambios.
Según Fournier, los geotermómetros se pueden clasificar en 2 tipos:
Aquellos que se basan en la dependencia de la temperatura para disolver minerales individuales en el fluido termal.
Aquellos que se basan en la dependencia con la temperatura para reacciones, en las que se intercambian iones entre minerales específicos y el fluido termal.
Para validar las temperaturas que entregan los geotermómetros químicos, se requiere
una serie de supuestos que fueron resumidos por Fournier (1977):
64
I. Equilibrio químico fluido-mineral (o gas-mineral, gas-gas, según sea caso) en profundidad.
II. La reacción de equilibrio es dependiente de la temperatura. III. Los minerales o especies fluidas involucradas en las reacciones de equilibrio se
encuentran presentes en cantidades adecuadas. IV. La reequilibración de los fluidos termales en su ascenso hacia la superficie es
despreciable.
V. El efecto de procesos secundarios como dilución, mezcla o ebullición es despreciable o en su defecto, cuantificable y corregible.
Las fórmulas geotermométricas se pueden generalizar de la siguiente forma:
III.2
Donde K es una constante de equilibrio de la reacción química de interés y T está
en Kelvins. El significado termodinámico de las constantes A y B se deduce de:
III.3
Donde es la energía de Gibbs de reacción en condiciones estándar.
Recordando que la energía libre de Gibbs para una reacción química ( en J/mol) es:
III.4 ∑ ∑
y que:
III.5
Donde R es la constante de gases (= 8,31441 ⁄ ), y estableciendo la
condición para el equilibrio químico de una reacción, se llega a:
III.6
Combinando III.2, III.3 y III.6 llegamos a:
III.7
III.8
Cabe destacar que la relación lineal de III.2 es válida sólo en la medida que y
no presenten variaciones considerables con la temperatura, esto es, .
65
III.4.1. Geotermómetro de Sílice
Este geotermómetro es una herramienta importante para conocer las temperaturas
en subsuperficie, ya que nos indica la última temperatura de equilibrio, debido a que la
solubilidad de los minerales silíceos está controlada por la temperatura (Fournier, 1991).
Esto se ve reflejado en un gráfico del logaritmo de la concentración de sílice versus
temperatura, ya que en el rango de 20°C a 250°C las solubilidades se representan como
rectas. Bajo los 300°C las variaciones de presión a condiciones hidrostáticas tienen un
efecto menor en la solubilidad del cuarzo y sílice amorfa.
Las bases de este geotermómetro están indicadas por la reacción que gobierna la
disolución del ácido silícico:
III.9
Muchos geotermómetros de sílice han sido propuestos, con base empírica y/o
teórica. Para efectos de este trabajo de memoria se ocuparan los propuestos por Fournier
(1985), debido a la confiabilidad entregada por éste, los cuales fueron recorregidos por
Verma & Santoyo (1997), el cual posee un rango más acotado de temperatura en
comparación a los otros geotermómetros, ademas de un error asociado mucho menor.
A continuacion se presentan las ecuaciones de los geotermómetros ocupados para
este trabajo de memoria:
Cuarzo sin pérdida de vapor: III.10
( )
Cuarzo con máxima pérdida: III.11
( )
de vapor a 100°C
Calcedonia: III.12
( )
Corrección de Verma & Santoyo (1997):
III.13 ( ) ( )
Donde S es la concentración de sílice (SiO2) en mg/l (o ppm), la temperatura se
calcula en grados Celsius (°C). Los parámetros de las ecuaciones fueron obtenidos de
forma experimental por Fournier (1977, 1985) y por Verma & Santoyo (1997).
66
Fournier (1985) estableció que sobre los 180°C la solubilidad de sílice estará
controlada principalmente por cuarzo; en el rango 120°-180°C, por calcedonia y que bajo
los 120°C la fase sólida más estable era la sílice amorfa. En algunos casos la solubilidad
de sílice puede ser controlada por vidrio siguiendo una relación de temperatura similar a la
de sílice amorfa. Fournier (1985) además notó que la cinética de reacción de sílice amorfa
era relativamente rápida en comparación a la del cuarzo y calcedonia. Por lo tanto, los
manantiales calientes en equilibrio con sínter silíceos (compuestos esencialmente de
sílice amorfa) raramente preservarán concentraciones de SiO2>350 ppm, imponiendo un
límite superior de 220°C para el geotermómetro de cuarzo.
Puesto que el SiO2 tiene un comportamiento no volátil en el rango de temperatura
geotérmico (<350ºC), un evento de pérdida de vapor provocará un aumento en su
concentración, arrojando temperaturas aparentes más altas. La ecuación III.5 está
destinada a corregir dicho efecto en manantiales en ebullición. Al contrario de la
ebullición, la mezcla de aguas termales con aguas meteóricas provocará una disminución
de la concentración de SiO2, potenciando la subestimación de temperaturas de
subsuperficie. Los efectos ebullición y dilución pueden superponerse en los manantiales
calientes, por lo que siempre es recomendable usar todas las ecuaciones
geotermométricas.
Muestra Cuarzo
(Max. Perdida) (Fournier)
Cuarzo (Sin Perdida)
(Fournier)
Sílice (Verma & Santoyo)
Entalpia-Sílice
Feb
rero
AC1 126 129 129 123
AC2 117 118 118 112
PG1 117 119 119 115
TP1 118 120 120 120
TP2 122 125 125
TP3 100 98 99 115
May
o
AC1 123 126 126 120
AC2 117 118 118 112
PG1 114 115 116 104
TP1 108 108 108 121
TP2 123 126 126 111
Jun
io
AC1 123 126 126 120
PG1 113 114 114 105
TP1 109 109 109 121
TP2 123 126 126 89
TP3 95 93 94 110
Tabla III-30. Geotermómetros de Sílice
67
III.4.1.1. Sílice vs Entalpía
La entalpía es una propiedad termodinámica que representa la cantidad de
energía que un sistema puede intercambiar con su entorno. En geotermia la entalpía se
puede asociar a temperaturas mediante tablas de vapor.
La utilización de entalpías es bastante útil debido al hecho de que en mezclas de
aguas de diferentes temperaturas, esta se conserva para cada una, lo que no se refleja en
la temperatura de mezcla. En un diagrama de sílice-entalpía (Figura III-16) la solubilidad
de SiO2 en gas y líquidos tiene una forma de campana simétrica, la cual se hace máxima
a 1595 J/g (Fournier, 1991). Para efectos prácticos se puede asumir que la mayoría de los
fluidos del reservorio están suficientemente diluidos para que las entalpías del agua pura
puedan ser usadas para construir los diagramas de entalpía-SiO2.
La metodología para calcular la temperatura de equilibrio del fluido geotermal,
indica que la temperatura a la que sale el líquido posee cierta entalpía, la cual estará fuera
de la línea de solubilidad del diagrama SiO2-Entalpía (Figura III-16), asumiendo que en el
vapor la concentración de sílice es cercana a 0 y la entalpía del vapor coexistente se
conoce a través de las tablas de vapor. Entonces conocidos ambos puntos dentro del
gráfico se construye una recta y la intersección de ésta con la línea de solubilidad de SiO2
indicara la entalpía y concentración de SiO2 en el fluido geotermal, la cual indicará la
temperatura de éste.
Como se ve en el resumen de geotermómetros (Tabla III-30) las temperaturas
estimadas para el reservorio oscilan entre los 110°C y 125°C. Esto resultados indican una
temperatura similar a las ya estimadas por los geotermómetros de sílice.
Figura III-16. Gráfico [SiO2] vs Entalpía
68
III.4.2. Geotermómetro de cationes
La geotermometría de cationes es una herramienta para analizar las temperaturas
a subsuperficie de un sistema geotérmico (Giggenbach & Gouguel, 1989). Éstos se deben
a que no se ven tan afectados por procesos secundarios (ebullición o dilución) que los
geotermómetros basados en componentes individuales.
La base teórica de estos geotermómetros son las reacciones de intercambio
catiónico (como por ejemplo la reacción de albita y feldespato K), cuya constante de
equilibrio (Keq) depende de la temperatura dada por la ecuación de van’t Hoff.
III.14
Donde ΔH0 es la entalpía de la reacción, T es la temperatura medida en kelvin, R
es la constante de los gases y ΔS0 es la entropía de la reacción. El valor de ΔH0
generalmente cambia muy poco con la temperatura en el rango de 0-300°C, por lo que un
grafico del log Keq vs 1000/T resulta en una línea recta aproximadamente (Fournier, 1991).
III.4.2.1. Na/K
El geotermómetro de Na/K se basa en la reacción producida entre la albita y el
feldespato potásico
III.15
Los primeros experimentos de este geotermómetro fueron realizados en la década
de los ’60 por Orville (1963) y Hemley (1967). Los cuales mostraron que la razón de Na/K
disminuye en el agua al aumentar la temperatura (Ellis & Mahon, 1967). De los
experimentos previamente indicados se pudo llegar a las siguientes conclusiones: (i) las
reacciones de intercambio entre los minerales y el fluido hidrotermal son lentos bajo los
300°C (ii) este geotermómetro tiende a estimar temperaturas mayores que los
geotermómetros de sílice, esto debido a que se reequilibra mas rápido, por lo cual sirve
para estimar temperaturas a mayor profundidad del sistema.
La constante de equilibrio para esta reacción es la siguiente
III.16
[ ][ ]
[ ][ ]
Para simplificar esta ecuación se asumen que los minerales se encuentran en su
fase pura por lo que la actividad son iguales a 1, y que la razón Na+/K+ se asemeja a la de
las concentraciones molares, por lo que la constante de equilibrio queda de la siguiente
forma:
69
III.17 [ ]
[ ]
La validez termodinámica de estas suposiciones ha sido muy discutida, debido a
que asumir minerales en su fase pura es prácticamente imposible, aún más cuando ha
existido una alteración hidrotermal (Díaz-Gonzalez, et al., 2008) sin embargo, se
argumenta también que estas podrían despreciarse y que la constante de equilibrio se
asemeje a la propuesta anteriormente (Pope, et al., 1987). Además que la relación de
actividades (afeld K/aalbita) en feldespatos secundarios puede ser asumida con valores muy
cercanas a la unidad (Giggenbach, 1988).
Por otro lado, la constante de la reacción III se puede relacionar con la energía
libre de Gibbs (ΔG) mediante la siguiente ecuación:
III.18 ( )
Donde R y T son la constante universal de los gases ideales y la temperatura
absoluta (K) respectivamente. Considerando y sustituyendo su valor
en la ecuación III se llega a una forma simplificada de la ecuación de van’t Hoff, la cual
se puede expresar de la siguiente forma
III.19 ( ) (
) [
]
Donde ΔH0 es la entalpía de la reacción y C la constante de integración. Como ΔH0
presenta, por lo general, cambios muy pequeños con la temperatura en el intervalo de 0 a
300°C, la ecuación de van’t Hoff (III ) permite evaluar la variación del log (Keq) con la
temperatura. Mediante regresión lineal al graficar Keq con el inverso de T se logra la
siguiente relación:
III.20 (
)
La cual remplazando con con t la temperatura en Celsius (°C)
tenemos la siguiente relación
III.21
(
)
Donde los coeficientes A y B dependen de las distintas versiones y experimentos
con las cuales se realizo el geotermómetro.
Para realizar los cálculos de los geotermómetros se ocuparon los geotermómetros
teóricos de Na/K de Truesdell (1976), Fournier (1979) Giggenbach (1988) y también los
geotermómetros empíricos de Arnórsson (1983b) y Díaz-González (2008):
III.22 ( )
(Fournier, 1977)
70
III.23 ( )
( )
(Truesdell, 1976)
III.24 ( )
(Giggenbach, 1988)
III.25 ( )
( )
(Arnórsson, 1983)
III.26 ( )
( )
(Díaz-Gonzalez, et al., 2008)
Donde las concentraciones de Na y K se miden en ppm o mg/l. Los resultados de
la geotermometría de cationes para el área de estudio se encuentran resumidos en la
La razón K2/Mg es un buen indicador de la temperatura de equilibrio del sistema,
esto es debido a que el Mg disminuye su concentración en el agua al aumentar la
temperatura, ya que se incorpora a los minerales de alteración, como por ejemplo clorita
(D'Amore y Arnórsson 2000). Este geotermómetro es muy utilizado dentro del rango de
120-140°C, porque en este rango los minerales involucrados dentro del geotermómetro de
Na/K no alcanzan un equilibrio (Nicholson, 1993).
Este geotermómetro fue presentado por Giggenbach en 1983, el cual fue
posteriormente discutido en el año 1988. Este geotermómetro se basa la siguiente
reacción:
III.27
Del cual se desprende las siguientes ecuaciones para el geotermómetro:
III.28 ( )
(
) (Giggenbach 1983b)
III.29 ( )
(
) (Fournier, 1991)
Los resultados de los geotermómetros se encuentran resumidos en la Tabla III-32.
Muestra Giggenbach Fournier
Feb
rero
AC1 84 135
AC2 85 139
PG1 131 272
TP1 79 123
TP2 99 175
TP3 81 128
May
o
AC1 88 147
AC2 80 127
PG1 131 273
TP1 67 0
TP2 105 192
Jun
io
AC1 83 132
PG1 130 269
TP1 92 156
TP2 111 210
TP3 92 157 Tabla III-32. Geotermómetros de K
2/Mg
72
En aguas termales las concentraciones de Mg son muy bajas (del orden <1 ppm),
mientras que en aguas superficiales frías, presentan una concentración superior en 1
orden de magnitud para el Mg, por lo que si el fluido geotermal se encuentra diluido por
las aguas superficiales frías las temperaturas calculadas por este método siempre serán
menores a las calculadas por el geotermómetro de Na/K, reflejando la vulnerabilidad de
este geotermómetro a la dilución (Sepúlveda, 2005). Por otro lado la reequilibración de
este geotermómetro es más rápida que la del geotermómetro de Na/K (Giggenbach,
1988), siendo las temperaturas calculadas más cercanas a la temperatura de descarga.
III.4.2.3. Na-K-Mg
Este geotermómetro ternario, propuesto por Giggenbach (1988), fue desarrollado
para evitar los problemas de evaluar por separado los geotermómetros de Na/K y K2/Mg.
De esta forma los problemas de disolución y equilibrio final asociados a estos pueden ser
atenuados. Ocupando las ecuaciones propuesta, tanto como para el geotermómetro de
Na/K como para el de K2/Mg (ecuaciones III.24 y III.28 respectivamente), Giggenbach
logró desarrollar este geotermómetro ternario (Figura III-17).
El geotermómetro Na-K-Mg no sólo es útil para calcular la temperatura en
subsuperficie, también es muy útil para establecer el grado de equilibrio de las aguas
analizadas. Este diagrama permite la representación de isorazones de Na/K y K2/Mg que
son equivalentes a temperaturas dados los geotermómetros respectivos, con lo que estas
líneas de isorazones son de también isotermas. La intersección de dos isotermas de igual
temperatura, entrega razones de Na/K y K2/Mg, correspondientes al equilibrio del fluido
con las fases minerales que controlan el equilibrio (III.15 y III.27), y la unión de estos
puntos a diferentes temperaturas genera la curva de equilibrio total (Giggenbach, 1988).
73
Figura III-17- Geotermómetro Na-K-Mg (Giggenbach, 1988), linea azul indica la temperatura calculada
A diferencia de otros geotermómetros como el de Na-K y Na-K-Ca, que necesitan
de una preselección de las muestras a analizar basado en su pH, o en el diagrama
ternario de aniones (generalmente se usan las aguas cloruradas maduras), el
geotermómetro de Na-K-Mg entrega una clasificación automática de las aguas
dependiendo del campo donde cae (Figura III-17).
De los resultados expuestos en la Figura III-17 se puede ver que no existen
muestras totalmente equilibradas, pero sí existen dos que muestran un equilibrio parcial
(TP2 y PG1), siendo la muestra de Pangal la que presenta el mayor equilibrio, las
muestras de Aguas Calientes y Termas de Puyehue (TP1 y TP3), presentan un mayor
grado de dilución por lo que se encuentran más cercanas al extremo de Mg. La
temperatura estimada mediante este método se ubica entre los 140°C y 155°C.
74
III.4.3. Equilibrio multimineral
El equilibrio termodinámico entre una fase mineral y el fluido termal sería suficiente
para interpretarla como un geotermómetro valido, pero procesos secundarios como
desgasificación de CO2, ebullición, enfriamiento conductivo, etc, que alteran la química del
fluido en su ascenso puede llevar a interpretaciones incorrectas (Fournier & Truesdell,
1974; Arnórsson, 1983; Benavente, 2010). Por lo tanto si consideramos un ascenso
simple (sin dilucion ni ebullicion en subsuperficie) se puede obtener una temperatura de
equilibrio con las asociaciones de minerales de alteración que se encuentran a
profundidad (Reed & Spycher, 1984).
Este método geotermométrico estima las temperaturas a través del equilibrio entre
el fluido hidrotermal y minerales de alteración como funcion de la temperatura. Los
minerales que se encuentran en equilibrio deben ser consistentes con los minerales de
alteración encontrados en campos geotermales, de acuerdo a la interacción fluido/roca
con la geología encontrada (Tole, et al., 1993). Cuando se interpreta la composición de
muestras tomadas en manantiales superficiales, los principales factores que afectan al
equilibrio multimineral son la mezcla con aguas meteóricas y ebullición (Pang & Reed,
1998).
Usando la actividad de las especies disueltas, considerando equilibrio homogéneo
a diferentes temperaturas, es posible deducir el grado de saturación de una especie
mediante el cálculo del coeficiente de reacción (Q) de este. La comparación entre el
coeficiente de reacción (Q) y la constante de equilibrio (K) permite la evaluación del
estado de equilibrio o saturación de un mineral (Pang & Reed, 1998). El estado de
saturación de un mineral k se expresa en términos de (
) de la siguiente forma:
III.30 (
) (∏
) ( )
En la expresión anterior, Q es el producto de actividades iónicas, K es la constante
de equilibrio del mineral k, ai, k es la actividad de la especie i y vi, k es el coeficiente
estequiométrico de la especie i, de la expresión del equilibrio de masa para el mineral k.
Si el valor de ( ⁄ ) es mayor que 0 indica sobresaturación (mineral precipita), si es
menor que 0 indica subsaturación (mineral se disuelve) y si es igual a 0 indica que el
mineral esta en equilibrio con el fluido termal (Reed & Spycher, 1984).
La ventaja presente en esta metodología se hace notar en el hecho de que se
calcula la especiación acuosa en un rango determinado de temperaturas, a fin de poder
graficar el ( ⁄ ) v/s Temperatura para diferentes minerales, por lo que si un grupo de
minerales converge a cierta temperatura, significara que estarán en equilibrio y aquella
temperatura indicara el último equilibrio con la roca caja (Tole, et al., 1993).
75
III.4.3.1. Efectos de la dilución y ebullición
Los efectos de la dilución se ven reflejados de la siguiente forma: (1) la fuerza
iónica cambia y por consiguiente los coeficientes de actividad y (2) que al variar el numero
de productos y reactantes acuosos, Q se modifica aún cuando todas las actividades sean
modificadas por el mismo factor. Esto provoca que las curvas de saturación se muevan
“paralelamente” hacia valores más bajos, ampliando el rango de temperaturas de
equilibrio (Reed & Spycher, 1984).
La ebullición, por otro lado, provoca una dispersión irregular en las curvas de
saturación debido a: (1) las concentraciones relativas de las distintas especies
involucradas aumentan y (2) un mayor pH, por la pérdida de CO2 y H2S que generan
ácidos débiles al disolverse en el agua, lo cual tiene efectos en la especiación (Reed &
Spycher, 1984).
Estos efectos se pueden notar en los diagramas, pero si las aguas se requilibrarán
con la roca caja entonces estas evidencias serían obliteradas.
III.4.3.2. Resultados
Para el estudio del equilibrio multimineral, se deben elegir minerales que se forman
debido a la alteración hidrotermal y que concuerde con la geología de la zona o que se
den en sistemas geotérmicos en general, en especial aquellos que se formarían en un
contexto geológico similar. Los minerales que siempre deben estar se encuentran el
cuarzo o calcedonia, feldespatos alcalinos (albita y microclina), calcita, también se puede
considerar a la anhidrita, fluorita y/o zeolitas, esméctica, clorita, wairakita, prenita, epidota
y mica. Para este estudio se utilizó la base de datos del programa WATCH (Arnorssón, et
al., 1982), donde el rango (-3,3) para los valores de IS (Índice Saturación) es el elegido
para calcular las temperaturas. El modelamiento a través del programa WATCH se hizo
en el rango de temperatura 60° y 250°C en una iteración de nueve pasos cada 25°C, a fin
de abarcar el rango de temperatura que se estima del reservorio y las temperaturas de
descargas existentes.
La dilución y ebullición son procesos secundarios que alteran los resultados del
equilibrio multimineral, modificando los valores de Q y K y por tanto las pendientes de las
curvas de saturación, lo cual puede llevar a interpretaciones erróneas en las distintas
muestras (Reed & Spycher, 1984).
III.4.3.2.1. Aguas Calientes
Para esta zona, los minerales considerados para estimar el equilibrio multimineral
son el cuarzo, calcedonia, albita de baja y microclina, que son los minerales participantes
76
en los geotermómetros de sílice y Na-K (Fournier, 1977), las montmorillonitas de Na y K
también se incluyen, debido a que en el rango de 85° a 95° incorporan a su fase mineral
estos elementos si la cinética de reacción lo permite (Giggenbach, 1988). Finalmente la
laumontita, una ceolita de baja a moderada temperatura, es incluida en el equilibrio por
que puede incorporar al Ca en su fase mineral en sistemas geotermales (Giggenbach,
1988).
Figura III-18. Índices de Saturación vs Temperaturas con los minerales seleccionados para AC2
a)
77
Figura III-19. Índices de Saturación vs Temperaturas con los minerales seleccionados para AC1
a)
b)
c)
78
En las Figura III-18 y Figura III-19 se muestran los resultados del equilibrio
multimineral tanto para AC1 como para AC2. Para la muestra AC1 se pueden apreciar
una asociación mineralógica a los 95°C aprox (calcedonia + Na-montmorillonita + albita) y
otra cercana a los 125°C (cuarzo-calcita). Por otro lado en AC2 no se aprecia una
asociación mineralógica distintiva. Debido a procesos secundarios, como ebullición y
dilución, los equilibrios se dispersan, disminuyendo la temperatura de equilibrio (Reed &
Spycher, 1984).
III.4.3.2.2. Termas de Puyehue
Para esta zona, los minerales considerado para estimar el equilibrio multimineral
son el cuarzo, calcedonia, albita de baja y microclina, que son los minerales participantes
en los geotermómetros de sílice y Na-K (Fournier, 1977). También la laumontita, una
ceolita de baja a moderada temperatura, es incluida en el equilibrio por que puede
incorporar al Ca en su fase mineral en sistemas geotermales (Giggenbach, 1988). La
moscovita también se considera ya que es un mineral de alteración hidrotermal típico.
Figura III-20. Índices de Saturación vs Temperaturas con los minerales seleccionados para TP3
a)
79
Figura III-21. Índices de Saturación vs Temperaturas con los minerales seleccionados para TP2
a)
b)
c)
80
Figura III-22. Índices de Saturación vs Temperaturas con los minerales seleccionados para TP1
a)
b)
c)
81
En las Figura III-20, Figura III-21 y Figura III-22 se muestran los resultados para el
equilibrio multimineral de Termas de Puyehue (TP1, TP2 y TP3). Para TP1 se encuentra
un “pseudo” equilibrio en las muestras tomadas en Febrero donde se juntan en torno a los
100°C, para los siguientes muestreos el efecto de dilución se hace presente, dispersando
los valores de las temperaturas de equilibrio, ampliando el rango de éste. Para TP2 por
otro lado, el efecto de la dilución se hace menos presente y existe un equilibrio cercano a
los 100°C (±15°C). Por ultimo en TP3 los índices de saturación varían en gran proporción
de un muestreo a otro, esto es otro indicio de una mayor dilución en los meses invernales
ya que disminuye la sobresaturación de ciertos minerales provocando su precipitación,
pero de todas formas no se forma un equilibrio notorio.
De los tres sitios de muestreo en Termas de Puyehue se puede interpretar la
existencia de una dilución, la cual dispersa los rangos de temperaturas de equilibrio, y que
de existir un equilibrio este debe existir alrededor de los 100°C (±15°C).
III.4.3.2.3. Pangal
Para esta zona, los minerales considerados para estimar el equilibrio multimineral
son el cuarzo, calcedonia, albita de baja y microclina, que son los minerales participantes
en los geotermómetros de sílice y Na-K (Fournier, 1977). También la laumontita, una
ceolita de baja a moderada temperatura, es incluida en el equilibrio por que puede
incorporar al Ca en su fase mineral en sistemas geotermales (Giggenbach, 1988). La
moscovita también es considerada porque es un mineral de alteración hidrotermal típico.
En la Figura III-23 se presentan los resultados para el equilibrio multimineral en la
zona de Pangal (PG1). De este se puede desprender que existe un rango de equilibrio
entre los 95°C hasta los 130°C. Por otro lado existen evidencias de dilución, debido al
ampliamiento del rango de temperatura presente en el muestreo de Mayo con respecto al
hecho en Febrero. Pero por otro lado también se puede interpretar efectos debido a
ebullición, debido a la despresurización del pozo, por el irregular cambio en las pendientes
de las curvas de saturación de los distintos minerales.
82
Figura III-23. Índices de Saturación vs Temperaturas con los minerales seleccionados para PG1
a)
b)
c)
83
III.4.4. Rango de temperaturas y condiciones de equilibrio
A partir de los resultados de los geotermómetros convencionales, equilibrios
multimineral y los geotermómetros ternarios de Na-K-Mg se estimará las condiciones de
equilibrio y temperaturas estimadas del posible reservorio del sistema geotermal.
Los geotermómetros convencionales (Figura III-24, Figura III-25 y Figura III-26 ) y
el geotermómetro ternario Na-K-Mg (Figura III-17) indican que, por lo general, existe un
reservorio en desequilibrio, exceptuando por los casos de TP2 y PG1, debido
principalmente a la dispersión de los resultados de temperatura sin tanta dispersión (sin
contar los geotermómetros de K/Mg2) y las bajas concentraciones de Mg para estos.
Figura III-24. Resumen de la estimación de temperaturas a partir de los geotermómetros convencionales (Febrero)
Las estimaciones de temperatura mediante el equilibrio multimineral (Figura III-18,
Figura III-19, Figura III-20, Figura III-21, Figura III-22 y Figura III-23) en conjunto con los
geotermómetros de sílice (Tabla III-30) indican una temperatura de equilibrio entre los
100°C y 110°C, considerada la última temperatura de equilibrio. Por otro lado los
geotermómetros de cationes (Tabla III-31 y Tabla III-32) en conjunto con el
geotermómetro ternario Na-K-Mg (Figura III-17) indican una temperatura de equilibrio a
150-160°C.
La medianamente alta temperatura estimada provoca que los geotermómetros de
K/Mg2 no sean del todo confiables, estimando temperaturas cercanas a las superficiales
84
cuando las muestras son manantiales calientes, en cambio cuando las muestras son
extraídas de pozos (PG1 y TP2) los resultados son sobrestimados, siendo mayores a los
de Na/K y por lo tanto invalidando sus resultados.
Figura III-25. Resumen de la estimación de temperaturas a partir de los geotermómetros convencionales (Mayo)
Los resultados de equilibrio multimineral indican que los geotermómetros de sílice
más confiables para representar el equilibrio son los de cuarzo, estimando una
temperatura de 125°C para el equilibrio.
De los distintos estudios de geotermometría que se hicieron para el área de
estudio, se puede concluir que existe un sistema geotermal en equilibrio parcial a
profundidad y en desequilibrio en superficie. Este presenta un equilibrio alrededor de los
120°C y los 150°C, pudiéndose estimar una temperatura máxima de 200°C (Na/K
Giggenbach). Debido a errores de los propios geotermómetros se podría esperar un
reservorio de mediana entalpía de unos 160° a 180°C
85
Figura III-26. Resumen de la estimación de temperaturas a partir de los geotermómetros convencionales (Junio)
III.4.5. Discusiones
La elección de los geotermómetros y la validez de estos en un sistema geotermal
dado, está controlado por las condiciones geológicas a las que el sistema se encuentra
inmerso como también la de la zona donde se realizo el estudio de dicho geotermómetro.
Aunque para estudios geotermales se deben realizar la mayor cantidad de
geotermómetros disponibles, hay que tener especial cuidado con aquellos que en su
desarrollo los ambientes geológicos no es posible emular.
Para este trabajo se tomaron en cuenta geotermómetros empíricos (e.g
Giggenbach (1988), Fournier (1991) que su desarrollo se realizo en ambientes geológicos
similares al chileno y geotermómetros teóricos (Díaz-Gonzalez, et al., 2008) que se
complementan entre si.
Aún cuando los resultados son dispares entre si en muchos casos para
geotermómetros del mismo tipo (Na/Kgiggenbach>Na/Karnórsson), con diferencias que alcanzan
los 40°C, las condiciones de dilución y distintos procesos de interacción agua-roca
podrían explicar estas discrepancias, así como también procesos secundarios no
interpretados en la zona.
86
Por otra parte los errores intrínsecos de los geotermómetros hacen variar los
resultados de estos entre un 1-9% a un 3-12% entre los geotermómetros de sílice y entre
un 24-43% a un 19-34% para los geotermómetros de Na/K (Verma & Santoyo, 1997).
Además de estos errores, se agregan también los asociados a la exactitud de las
maquinas de laboratorio (ICP-OES y Cromatógrafo Iónico) lo que podría modificar y
ampliar los rangos de temperaturas de cada geotermómetro.
El equilibrio multimineral es una buena herramienta para determinar rangos de
temperaturas, aunque es necesario, como todo geotermómetro, la comparación con otros
para corroborar sus resultados. Además de que sus interpretaciones son complejas
debido a procesos que modifican el equilibrio, lo que conlleva a interpretaciones
posiblemente erróneas que deben ser corroboradas con otros análisis.
III.5. Síntesis de geoquímica de aguas
Las aguas tienen un pH neutro en general (pH entre 6.8 y 8.5, pH=7 en promedio) con
un contenido de solidos disueltos bajo para sistemas geotermales, alrededor de 250 a 300
ppm (exceptuando a PG1 con un contenido de 2500 ppm de solidos disueltos). Los
resultados químicos indican que estas aguas son del tipo clorurado-sódico
Debido a la clasificación por el diagrama Piper (Figura III-2 a Figura III-10), la cual
clasifica las muestras como aguas del tipo clorurada-sódica, con un componente
sulfatado, posiciona a todas las muestras en la zona mas alejada del outflow del sistema.
Los aniones principales (Figura III-11) y elementos conservativos (Figura III-12)
indican que todos los puntos de muestreo corresponden a un solo sistema geotermal.
Los diagramas Schoeller (Figura III-13) y de dispersión (Figura III-14 y Figura III-15)
indican una fuerte dilución para las muestras del sistema geotermal estudiado,
provocando una dificultad para estimar temperaturas mediante los geotermómetros de
sílice y cationes. De todas formas las temperaturas estimadas mediante los
geotermómetros de Na/K son consideradas las mas representativas del reservorio,
estimando una temperatura de 160° a 180°C.
Las temperaturas en superficie, aquellas de los manantiales calientes (AC1, TP1) y
aquellos con mezclas (AC2, TP3 y PG2) indican que a menor elevación menor es la
temperatura de superficie, lo que podría indicar un outflow sub-superficial de dirección
SSE-NNW
87
IV. Modelo integrado
En este capítulo se presenta un modelo conceptual del sistema geotermal para el
área de estudio, Parque Nacional Puyehue, considerando la caracterización geoquímica
realizada además de la geología estudiada para la zona.
Con respecto a la caracterización geoquímica, el modelo debe considerar los
siguientes aspectos, los cuales han sido expuestos en la sección “síntesis de la
geoquímica de aguas”:
(a) La clasificación como aguas cloruradas neutras dentro de un sistema geotérmico
(b) La baja cantidad de solidos disueltos en las aguas termales, debido a la dilución
con aguas meteóricas.
(c) Rangos de temperaturas de equilibrios estimadas para el sistema y el reservorio
mismo.
(d) Los contenidos de HCO3, Cl y SO4 y las razones entre estos elementos dentro de
un sistema geotermal.
(e) Las relaciones Li, B, Cl que indican la existencia de un solo reservorio para el
sistema en general.
Por otro lado el modelo también debe responder a ciertos aspectos geológicos
encontrados en la zona:
(a) Secuencias de lavas de edad pleistocena provenientes del complejo volcánico
Casablanca-Antillanca.
(b) Estructuras NW-SE y NNW-SSE presentes que controlan el ascenso de fluidos y
la permeabilidad de las capas de lavas.
IV.1. Fuente de calor
Debido a su proximidad a la zona de muestreo (20 km al SE), y la composición
química de las muestras tomadas, el complejo volcánico Casablanca-Antillanca (CVCA)
se considera como la fuente de calor del sistema.
Estudio geocronológicos datan las erupciones del CVCA con una edad Plio-
Pleistoceno (Dorsch, 2003). El complejo actualmente permanece inactivo, lo que indicaría
que la cámara magmática de la cual proviene el calor del sistema es un intrusivo que
propaga su calor por radiación o conducción.
88
Esta fuente de calor, como lo indican los estudios geotermométricos, debe estar a una
temperatura de 160°C hasta 180° como máximo. En la zona de descarga, donde se
tomaron las muestras, la temperatura no sobrepasa los 65° y la última temperatura de
equilibrio que se pudo constatar con el equilibrio multimineral indica que éste se logró a
unos 100° - 120°C.
IV.2. Acuíferos
De acuerdo a los observado en terreno y a la geología recopilada, se reconocen varios
acuíferos, los que corresponden a sedimentos no consolidados fluviales, glaciales y
laháricos, basaltos e intrusivos fuertemente fracturados. Estos últimos corresponden a
acuíferos del sistema geotermal, los otros acuíferos son parte del sistema hidrogeológico
del área.
Observaciones en el pozo de agua mineral en la embotelladora Puyehue (TP3) indica
que las aguas termales fluyen desde rocas volcánicas fracturadas y levemente falladas a
una profundidad de 143 m bajo la superficie.
La superficie de las granodioritas/tonalitas (Mg) miocenas, las cuales conforman el
basamento del área, esta fuertemente fracturada. En esta se encuentran minerales
secundarios de arcilla, los que en una primera instancia puede ser un indicio de
meteorización, pero por otro lado también pueden corresponder a alteración hidrotermal.
Se observan que estos intrusivos afloran dentro de los alrededores de las fuentes
naturales termales (Aguas Calientes y Termas de Puyehue). La presencia de agua en las
granodioritas/tonalitas puede ser visto de 2 formas: (1) a través de la superficie de valles
erosionados, (2) por medio de un entramado de fallas.
IV.3. Capas impermeables
El último requerimiento para un sistema geotermal es la presencia de capas
impermeables que confinen al sistema (Gupta & Roy, 2007), que en el caso del área
estudiada pueden corresponder a basaltos impermeables y/o basamento impermeable
(zona no fracturada del intrusivo)
En la embotelladora Puyehue (TP3) se observó un horizonte de 71 m de espesor de
roca volcánica densa. Esta corresponde a la secuencia del basalto de olivino-piroxeno
Puyehue (FI), el cual fue mapeado en las cercanías al hotel. Sin embargo este basalto fue
encontrado sobre los manantiales. Se caracteriza por sus bloques masivos con grietas
muy finas. Se clasifica como hidráulicamente densa. Estos flujos cubren toda el área
central del Cordón Fiucha. Estos basaltos forman la capa superior sobre un área amplia.
La infiltración de aguas subterráneas ocurre marginalmente a través de las grietas.
89
IV.4. Dirección de fluidos
Como resultado del mapeo, la secuencia de lava observada en la embotelladora
(TP3), la cual subyace a los depósitos no consolidados cuaternarios, se extiende hasta la
zona del pozo de Pangal (PG1). Por lo cual, es posible que tanto el pozo de Pangal y el
pozo de la embotelladora son alimentados por lavas fuertemente fracturadas. Estas lavas
pleistocenas cubren toda el área central de la zona de estudio (Cordón Fiucha), lo que se
corrobora con estudios químicos y mineralógicos (Thorwart, 2011). En el área de Termas
de Puyehue esta lava aflora, formando un relieve abrupto. Aquí, se encuentra una lava
con una fuerte erosión glacial con un fracturamiento muy fino, el cual debe ser
hidráulicamente ajustado. Esto se complementa con los registros de pozo para el
horizonte volcánico superior en el pozo de agua mineral (TP3). Este flujo en su
emplazamiento siguió la topografía reinante en este periodo y relleno el valle. El hecho de
que hoy en día se encuentra tanto en secciones superficiales bajo sedimentos
cuaternarios en los valles y como formador de relieve afirma la asunción que su superficie
es controlada por los canales glaciales. Lo mismo es asumido para el basamento
granodiorítico, el cual es encontrado tanto en zonas altas como bajas. Se puede asumir
también que la dirección del flujo de agua termal sigue la inclinación del valle glaciar, así
fluyendo con una dirección SSE-NNW. En el mapeo no se clarifica hasta que punto las
fallas ayudan en el ascenso de los fluidos termales.
Todos estos antecedentes puestos se concentran en el modelo teórico del sistema
geotermal (Figura IV-1). Este modelo considera los distintos acuíferos determinados en el
sistema, así como una fuente calórica inserta en el CVCA.
Figura IV-1. Modelo Teórico del sistema geotermal Aguas Calientes-Puyehue
V. Conclusiones y Recomendaciones
V.1. Conclusiones
El origen de las fuentes termales del sistema geotermal Puyehue-Aguas Calientes
está relacionada con tres elementos principales: (i) fuentes de calor asociadas a cámaras
magmáticas del complejo volcánico Casablanca-Antillanca, (ii) zonas de alta
permeabilidad, asociada a la zona de fallas Liquiñe-Ofqui y permeabilidad misma de las
rocas volcánicas y (iii) percolación de aguas meteóricas de los ríos Chanleufu y Golgol,
además de agua lluvia, donde procesos como interacción agua-roca, absorción de
vapores magmáticos, calentamiento conductivo y convectivo, ebullición y dilución le
entregan una característica química y física a los fluidos geotermales evaluados en este
trabajo.
A partir de estas características y también de su ubicación espacial con respecto al
CVCA, las fuentes termales pueden ser ubicadas dentro de un modelo geotermal teórico
(Figura V-1). Debido al carácter químico de las aguas, del tipo clorurado, y su ubicación,
éstas se deben encontrar en la zona del outflow del sistema en la parte más alejada de
este.
Figura V-1. Modelo Geotermal Teórico (Goff & Janik, 2000)
92
Las temperaturas estimadas en las distintas fuentes termales entregan resultados
disímiles en cuanto a la temperatura de equilibrio, pero los resultados indican que por lo
general la temperatura de equilibrio se encuentra alrededor de los 160° a 180°,
considerando la dilución de los geotermómetros de una fase (cuarzo) y las diferencias de
cinética entre los geotermómetros de 2 fases (Na-K y K-Mg).
Las aguas controladas en este trabajo presentan una fuerte dilución, lo que se puede
corroborar en los resultados entregados por los diagramas de Schoeller (Figura III-13) y
diagramas de dispersión (Figura III-14 y Figura III-15). Esta dilución modifica resultados
como la geotermometría de las aguas analizadas.
V.2. Recomendaciones
En futuros estudios a realizar en la zona se recomienda realizar los siguientes
estudios que no fueron realizados para este trabajo:
Estudios isotópicos, tales como 18O/16O, D/H, Tritio, 13C/12C y 14C/12C, con el fin de
profundizar en los estudios de interacción agua-roca, cambios de temperatura,
procesos de mezcla, etc. Además de dar cuenta de mejor forma el origen de las
aguas y su dirección de flujo.
Geoquímica de gases, se recomienda realizar estos estudios. Los puntos AC2 y
TP1 podrían ser puntos de muestreos para estos tipos de estudios, con el fin de
entregar más resultados de los procesos de los fluidos.
Ocupar herramientas geofísicas, con el fin de determinar la extensión de los
acuíferos del sistema.
Realizar un análisis hidrológico profundo. Contrastar zonas de baja pendiente, alto orden hidrológico y relativamente alta permeabilidad, con objeto de identificar y describir zonas de recarga.
Todas estas recomendaciones tienen el fin de encontrar sitios donde explotar el
recurso energético del lugar de forma más eficiente, tanto para usos indirectos como